thermal regime of lake water
简述湖泊热量平衡和湖水温度的变化。湖水吸收净辐射热量，同时通过水面蒸发、湖水紊动和对流等，在湖水内部、湖水与大气、湖水与湖盆间进行热量交换。在交换中，湖水储热量增加，湖水增温；反之，则降温。一年内由于太阳辐射强度的变化，引起水温季节的变化。同时由于水的物理特性和湖盆形态等影响，水温呈有规律的空间分布。
1779年H.B.de索絮尔测量瑞士湖泊水温，开始了湖水温度的科学调查。1819年H.T.德拉比切提出湖水温度分层概念。1880年 F.-A.福雷尔首先把热量平衡原理应用于湖水温度的研究；其后W.哈尔布法斯、E.A.伯奇等人研究了欧美许多湖泊的热量平衡。20世纪50年代，由于测温仪器的改进，如热敏电阻温度计的应用，提高了水温观测的精度。
湖水热量平衡指一定时段内湖泊或其部分水域的热量收支状况。一定时段内热量收入与支出之差等于该湖泊或其部分水域蓄热量的变量。收入项主要有：湖水吸收太阳净辐射、大气长波辐射、湖面降水带来的热量、由于湖面凝结放出的潜热量、大气通过对流传给湖水的热量、湖水自湖盆吸收的热量和入湖径流带来的热量。支出项主要有： 湖水长波辐射、 湖水蒸发损失的热量、湖水传给大气和湖盆的热量、湖冰消融消耗的热量和出湖径流带走的热量等。湖中生物作用和化学反应的热量，风浪和湖流消耗的热量，湖岸辐射等热量甚微，一般略而不计。上述收入项与各支出项之差，即为湖泊蓄热量的变化。
水温的时间变化湖水的温度有日变化和年变化。①日变化。表层湖水最低温度一般出现在5～8时，最高水温出现在14～18时。表层水温的日变化幅度较大，且因季节和地区不同而异。中、下层湖水因水的热导率小，日变幅随深度逐渐减小。中、下层湖水变化比上层湖水的温度变化滞后。表面水温日变幅约为湖面气温日变幅的20～70％。②年变化。温带双循环湖一年内的水温变化可分为四个阶段：春季增温期，自热量平衡收入项大于支出项时开始。在开敞的湖泊，水温由一年中最低点开始稳步上升，在封冻的湖泊，则自水面冰雪消融完后，水温即逐步上升；夏季增温期，水温持续上升，最高水温出现在7月或8月，与气温极值比较，滞后半个月至1个月；秋季冷却期，自湖水收入的热量小于支出的热量开始，水温逐渐下降；冬季冷却期，水温持续下降，在结冰的湖泊，直至零度，水面结冰。在不结冰的湖泊，1、2月份出现最低温度。湖泊水温年变化比气温年变化幅度小。
水温的空间分布湖泊水温的垂向和横向分布均有变化。变化的原因，一是水气交界面上的增温与降温;另一是湖泊内部热量的再分配。一般，湖水在温度接近4°C时密度最大，当密度随深度增加时，湖水稳定；密度随深度减小时，产生对流混合，发生上下循环，或称翻转。如融冰之后，湖水增温，表面水的密度增加，水团下沉，湖水上下循环。当湖面增温至 4°C以上，上下循环终止。秋冬时期，湖水冷却，也发生类似过程，当湖面冷却至4°C以下时，这一过程即告停止。
水温的垂向分布。温带双循环湖有下列情况：①夏季，表层水温较高，底层较低，但不低于 4°C，称为正温成层；②秋季，表面冷却引起湖水循环，湖水上下层温差与密度差逐渐减小，当上层水温接近 4°C时，形成同温现象；③冬季，当温度降至4°C以下，表层水温较低，底层较高，但不高于4°C，称为逆温成层；④春季，湖泊解冻以后，湖面开始增温，引起湖水循环，当上层水温接近4°C，再度形成上下同温现象。在浅水湖泊，一日之内可出现两次同温现象。温带中等深度湖泊或深水湖泊，夏秋季节，水温分层明显，根据水温垂向分布特征，可分为三层：表层，增温易，由于风力引起混合，水温分布较匀，其厚度约 4～20米，决定于增温程度、风力大小等因素；中层，也称温跃层或温斜层，其特征为温度变化急剧，在炎热的夏季，上下温差甚至可大于20°C；底层是较冷的一层，水温分布又趋于均匀，60米以上深水湖，底层水温约在 5～10°C左右。浅水湖泊在晴朗无风的炎夏，可能产生短暂温跃层。
水温的横向分布在不同湖泊并不相同，造成差异的原因有：①水深，由于水的热容量大，春季增温时，岸滨带水温高于深水区水温；秋季冷却时，出现岸滨带水温低于深水区的相反现象。②风，风力可促使湖水混合，调匀水温，对于面积大，岸线平直的湖泊，尤为显著。但风引起的湖泊增减水把较暖的表层湖水驱向迎风岸，较冷的低层湖水补偿背风岸，形成两岸水温差。③水质，咸水湖水温平面分布差异一般比淡水湖大。④水源，冰川源湖泊的河口处水温较低于湖中及下游处的水温。⑤人类活动，在冷却水排放口附近的水温高于湖泊其他部分的水温。
